第１章 地震活動評価手法の開発と改良
1.1 自己浮上式海底地震計観測による東海沖の地震活動
1.1.1 はじめに
近い将来に発生が懸念されている東海地震の震源域は，駿河・南海トラフ近傍の海域から静岡県を中心とした陸域 に及ぶと想定されている（中央防災会議，2001）。震源域周辺の地震活動を詳細に把握することは，東海地震の発生 時期や性状を推測する上で重要である。陸域については，高密度な観測網が展開されているため，精度の高い詳細な 震源分布が得られている。しかし，東海地震の想定震源域の主要部分となる海域については，御前崎沖から延びるケ ーブル式海底地震計観測点が４点あるので地震活動の検知はできるものの，観測点分布が陸域に偏っているため，陸 域に比べて震源決定能力や精度が劣る。Fig. 1.1.1には1995年４月から2003年12月までの気象庁カタログの震源分布を 示しているが，断面図に見られるように，海域の震源分布はフィリピン海スラブの沈み込みの向きとは逆に沖合に向
Fig. 1.1.1 a Epicenter map of JMA catalogue for the last nine years (April 1995 − December 2003).
b Vertical distribution of hypocenters in the rectangle of a.
繊・
￥郵
かって傾き下がっており，実際の震源分布と異なっている可能性が高い。
東海地方の陸域では，精度の高い詳細な震源分布を基に，フィリピン海スラブの沈み込み形状が推定されている
（例えば，山崎・大井田，1985；野口，1996；原田・他，1998）。しかし，海域部分については，震源精度の問題のた めにそのような研究は行われていない。プレート境界面を推定するには，自然地震の震源分布によらずに，測線上に 地震計を密に配置し人工震源を用いる手法がある。その特徴は測線下の構造を詳細に求められることで，東海地方の 陸域や海域に関しては，仲西・他(1994)，小平・他(2002)，Iidaka et al.(2003)などによる探査結果がある。一方，震 源分布を基にする手法はプレート境界を面的に推定できることに特徴があり，これらの手法を総合してスラブの沈み 込み形状を明らかにしていくことは，プレート間地震による地震動や地殻変動の予測のみならず，地震発生のシミュ レーション（本報告第３章）を行う上でも重要である。
気象研究所では，東海沖における地震活動を詳細に把握し，精度の高い震源を求めるため，1999年以降の５年間に 計７回の自己浮上式海底地震計（以下，OBS）による観測を気象庁と共同して実施した。本節では，その観測結果を 基に，OBS観測における震源決定手法を検討し，その結果得られた震源と気象庁カタログの震源を比較した。さらに，
その過程で得られた知見を基に気象庁カタログの震源を再決定した。また，今後，海底地震計データの解析を行って いく上で参考となるように，地震波形の検測や震源計算時の観測点補正など，解析上のポイントとなる事項について も詳細に記述した。
1.1.2 観測の概要
1 使用機材及び設置と回収
観測に使用したOBSのセンサーは，速度型地震計３成分（上下動1成分，水平動2成分）とハイドロフォンから構成 される。地震計はMark Products社製L-22E（固有周波数2Hz）が使用されており，ジンバル機構により水平が維持さ れる構造となっている。また，データ収録部は，トリガ方式または連続方式により，16ビットのAD変換後のデジタ ルデータを収録するようになっている。収録媒体は観測年度によって異なり，光磁気ディスク，コンパクトフラッシ ュなどを用いた。また，収録サンプリングは様々な設定が可能であるが，本研究では50Hzまたは100Hzを用いた。機 器の詳細は，気象庁地震火山部（2003）に記されている。
OBSの設置・回収作業は気象庁船舶または傭船にて行い，設置あるいは回収作業時に同時に行った３点測量
（Appendix 1参照）により観測点位置を確定した。なお，設置・回収作業の詳細については，地震機動観測実施報告
（気象庁地震火山部，1999，2000，2001，2003，2004）を参照されたい。
2 観測期間・観測点配置など
OBS観測は，気象庁地震火山部と共同して1999年以降５年間に計７回行った。Table 1.1.1に，各観測の観測期間，
観測点数，設置・回収時の作業船舶名をまとめて示す。観測点数欄の括弧内は計画された点数であるが，その差は何 らかのトラブルで解析に使用できなかった観測点数を示している（Appendix 3参照）。Table 1.1.2には各観測における
OBS観測点の緯度，経度，収録期間などのデータを示し，その配置図をFig.1.1.2に示した。なお，Fig. 1.1.2aでは，
既設のケーブル式海底地震計観測点（▲印）及び海底地形を示し，Figs.1.1.2b〜hでは，各観測におけるOBS観測点
（●印）に加えて，位置関係をわかりやすくするため，ケーブル式海底地震計，トラフ軸及び水深3000mの等深線を 示した。
1999年及び2000年の観測では，主にトラフ沿いにOBSを配置し，銭州海嶺付近などトラフ周辺で発生している地震 を観測した。2001年には，トラフ屈曲部付近にOBSを配置した。2002年及び2003年には，東海地震の想定震源域が見 直されて西に広がった（中央防災会議，2001）ことを受けて，それまでより西寄りに観測点を配置した。
また，1999年の観測でトリガ収録したところ，ごく小さい地震については１点のみしか波形収録しない場合もあっ
Table 1.1.1 Observation period, number of stations and name of ship for OBS observation.
Numbers in parentheses correspond to the intended stations.
Table 1.1.2 Station location and recording period, rate and mode. Locations are based on Japan geodetic datum.
たので，2000年以降の観測では連続収録とし，波形処理の段階でソフト的にトリガをかけることにした。
なお，2001年の観測期間中に東海沖から北陸にかけて大規模な地下構造探査が行われ（小平・他，2002），エアガ ンによる波形が収録された。この記録については，Appendix 3で紹介する。
Fig. 1.1.2 Location of the OBS stations for each observation. Triangles indicates the cable stations.
1 1
傾 lo
㈲ 創
1.1.3 観測波形の処理・検測
観測波形は独自のフォーマットで収録されているが，検測を波形検測支援システムwin（卜部・束田，1992）で行 うために，winフォーマットに変換した。データ変換に際しては，時刻補正を行い，またソフト的にトリガをかけて イベント波形のみwinフォーマットに変換した。なお，観測点が多数の場合は３点トリガを行ったが，観測点数が少 ない場合は１点のみのトリガでイベント波形を作成した。その後，各イベント波形について，衛星通信地震観測シス テム（卜部・他，1999；気象研究所地震火山研究部，2000）を用いて収録した周辺の定常観測点の連続波形を追加し て，検測用のイベント波形を作成した。
検測は，主にP波，S波の到達時刻及び上下動の最大振幅について行った。地震波形例をFig. 1.1.3に示す。検測を行 った観測点は，ケーブル式を含むOBS各観測点と沿岸域の陸域観測点のみに絞り，また，OBS観測網から離れた地震
（S-P時間10秒以上を目安）については検測しなかった。なお，後述する堆積層補正を行う際に使用するPS変換波とP 波の到達時刻差も同時に検測した。
ここで，今後OBS波形の検測を行う際の参考として，検測上の注意点を記述しておく。検測者によっては，PS変 換波をP波またはS波と誤認する例が見られた。P波と誤認しやすい波形は，堆積層における減衰などによりP波の振 幅が小さく，それと比較してPS変換波がはっきりしている場合である。Fig. 1.1.3bに示すように水平動にはP波がほ とんど記録されない（堆積層におけるP波速度がかなり遅いためP波はほとんど垂直に入射する）ことを念頭に置い てハイドロフォンの記録を参照すれば，このような誤認は相当防げるものと考えられる。なお，ハイドロフォンには
P波が海面で反射した波（PwP）も明瞭に記録されることが多い。PS変換波をS波と誤認するのは，Fig. 1.1.3b下図
のような初動付近の拡大表示波形のみで検測してしまった場合で，これはFig. 1.1.3b上図のように地震波形全体を表 示したり，複数観測点波形を同時表示したりするなどして確認すれば防ぐことができる。
気象研究所技術報告第46号 2005
Fig.1.1.3 Examples of seismic wave observed by OBS.
1.1.4 震源計算手法 −観測点補正値の作成−
本研究では，以下に述べるような１次元速度構造を用いて震源計算を行ったが，精度のよい震源を求めるためには，
OBS各観測点下の速度構造の違いを考慮する必要がある。本節では，そのために必要な各観測点下の速度構造の違い を反映した補正，及び海底最上部における堆積層の影響を除去する補正について述べる。なお，震源計算には震源計 算プログラムHYPOMH（Hirata and Matsu'ura，1987）を用い，Vp/Vs＝1.73に固定した。
1 速度構造の違いによる補正
各観測点下のP波速度構造は，仲西・他(1994)による東海沖でのエアガンによる構造探査結果を参考にして推定した。
Fig.1.1.4に，推定した各観測点下の速度構造を示すとともに，気象庁のルーチン業務用走時表の基になった速度構造
（以下，JMA2001構造）を参考までに点線で示した。JMA2001構造は，主に陸域の人工地震の結果を基に決められて いる（上野・他，2002）が，OBSの各観測点下の速度構造はそれに比べて，スラブ上面より上の比較的浅い部分では 速度が遅く，逆に深い部分では速度が速くなっている。本研究では，Fig. 1.1.4 iに示した各観測点下の速度構造
（細線）を平均するような１次元速度構造（太線）を震源計算で用いることにした。
Fig.1.1.4 Vertical profile of Vp structure under each OBS station. The dotted line represents the JMA2001 structure used for routine work.
Fig. 1.1.4に見られるように各観測点下の速度構造はそれぞれ異なるので，震源計算の精度を上げるためには構造の 違いを補正する必要がある。具体的には，各観測点下の速度構造と震源計算に用いた１次元速度構造による走時との 差を，観測点の水深から深さ10kmまでの構造から求め，検測値への補正値とした。また，S波の走時は一律にP波の 1.73倍とした。このようにして求めた各観測点の補正値をTable 1.1.3に示した。補正値の符号は，検測された走時を 遅らせる方向が正である。
2 堆積層補正
一般に海底最上部の堆積層は，水分を多く含んだ未固結層であり，陸域に比べて地震波速度は遅く，特にS波速度 は非常に遅くなって，Vp/Vs比も陸域よりかなり大きな値となる。また，観測点ごとに堆積層の厚さが異なるので，
OBSデータを用いた震源計算を行う際には，堆積層の影響を除去するための補正は重要である。本研究では，各観測 Table 1.1.3 Arrival time difference between P and PS phase (Tps)
and station correction for each station.
点下のP波速度構造については堆積層部分も含めて仲西・他（1994）から推定したので，S波については以下に述べる 方法で堆積層補正を行った。
一般に，海底地震観測では堆積層と基盤の境界で生じるPS変換波がOBSで明瞭に記録されることが多く，本研究 における観測でも記録されている。Fig. 1.1.5に模式図を示す。ここで，OBS直下の堆積層の厚さをH，堆積層におけ るP波及びS波の速さをそれぞれα，βとすると，P波とPS変換波の時刻差Tpsは，
で表される。ところで，本研究ではVp/Vsを1.73に固定して震源計算を行っているため，堆積層によるS波の観測点補 正値Scorとしては，堆積層中のS波の実際の走時（H/β）と震源計算上の走時（H/(α/1.73)）の差を求めればよい。
式(1.1.1)を用いると，Scorは次式で表すことができる。
なお，上記の補正値の符号は，検測された走時を遅らせる方向が正である。式(1.1.2)の形を見ると，Scorは，P波と
PS変換波の時間差Tpsと，堆積層におけるS波とP波の速度比β/αの関数になっている。本研究では，Tpsについては
1.1.3節で述べたように観測波形の中でPS変換波が明瞭なものについて検測した。また，β/αについては1/3と仮定 し，各観測点の補正値を求めた（Table 1.1.3）。
1.1.5 震源分布
1 OBS震源
本節では，ケーブル式を含むOBS観測点の検測値だけを用いて震源計算を行った震源（以下，OBS震源）について 述べる。震源決定の精度を考慮し，OBS周辺海域で発生した地震に限って震源計算を行った。具体的には，P相が少 なくとも１ヶ所以上の観測点で検測でき，検測された最短のS-P時間が７秒以内，３点以上の観測点でP相またはS相 を合わせて５要素以上検測できたイベントについて，1.1.4節で示した観測点補正値を用いて震源計算を行った。
全観測期間中に上記の基準を満たしたイベントは合計232個であったが，震源計算の結果，深さ及び水平位置の誤 差が５km以内，P相の走時残差が0.5秒以内，S相の走時残差が1.0秒以内と比較的よく決まった震源は175個であった。
このOBS震源の震央分布を観測期間ごとにFigs. 1.1.6(a1)〜(a7)に示す。また，同期間の気象庁カタログの震源（以下，
JMA震源）をFigs. 1.1.6 (b1)〜(b7)に示す。なお，各図において，ケーブル式及び各観測期間におけるOBS観測点位
置をそれぞれ▲及び●で示し，海底地形の目安としてトラフ軸及び水深3000mの等深線を合わせて示した。
前半３年間（1999〜2001年）の観測では，主にトラフに近いところでの観測を行った。1999観測（Fig. 1.1.6(a1)）
では，観測点を配置した地点に近いトラフ軸周辺の地震が観測されているが，約２ヵ月半の観測期間の割には地震数 Fig.1.1.5 Explanation of sedimentary layer and PS converted wave.
H Tps H
β α
＝ − (1.1.1)
) ( 1
1 73 . 1 73
.
1 −
−
ps
cor H H T
S α β β α
β α
＝ − ＝ (1.1.2)
Fig. 1.1.6 Epicenter maps for OBS observation (a1-a7) and JMA catalogue (b1-b7) during each observation period. 11999, 22000, 32001, 42002-1,
52002-2, 62003-1, 72003-2
甘 潟 舞 π W π 甘 制
が少ない。これは，各OBSの波形収録をトリガ収録としたことで，ある観測点で波形収録されても他の観測点で収録 されていない場合があり，結果として震源決定できるデータが少なくなったためと考えられる。この反省から，2000 観測以降では，各OBSの波形収録を連続収録とした。2000観測（Fig. 1.1.6(a2)）では，銭州海嶺付近に比較的密に観 測点を配置したため，銭州海嶺付近の地震が数多く捉えられた。2001観測（Fig. 1.1.6(a3)）では，御前崎沖のトラフ 屈曲部付近の地震活動を調べるため，この付近に観測点を配置したが，観測期間が１ヶ月あまりと短いこともあり，
目標とした地震は数個しか捉えられなかった。
後半２年間（2002〜2003年）の観測では，トラフより陸側の御前崎沖から渥美半島沖の海域にかけてOBS観測網を 展開した。2002-1観測（Fig. 1.1.6(a4)）と2002-2観測（Fig. 1.1.6(a5)）では，途中で収録が止まった観測点もあった ものの，トラフ陸側海域での震源を決めることができた。2003-1観測（Fig. 1.1.6(a6)）は，観測点数が多く，すべて の観測点でデータの欠測がなかった上，観測期間も約２ヵ月半と長かったため，トラフ陸側海域の震源を全７回の観
Fig. 1.1.6 (continued)
餌 鮮 錬 肥 酬 算
測の中で最も多く決めることができた。2003-2観測（Fig. 1.1.6(a7)）も2003-1観測とほぼ同様な観測点配置で観測を 行ったが，観測期間が１ヶ月あまりと短かったため，震源決定数は2003-1観測の半分程度であった。また，銭州海嶺 付近の地震も観測されているが，直上に観測点がないため，震源の深さの信頼性は2000観測より低いと考えられる。
全観測期間を通じてのマグニチュード−回数積算図をFig. 1.1.7に示す。マグニチュードの算出には渡辺の式（渡辺，
1971）を用いた。OBS観測で観測した地震の多くはM1〜2の微小地震で，そのほとんどは気象庁カタログに掲載され ていない。観測期間中の観測網は一定ではなく，検知能力は必ずしも一定ではないが，OBS観測点近傍で発生した地 震については，M0.5を超えた程度から震源決定されはじめていると考えられる。
2 気象庁カタログ（JMA震源）との比較
全観測期間を通じてのOBS震源と同期間のJMA震源の震央分布図及び矩形内の断面図をFig. 1.1.8a及びbに示す。
Fig.1.1.7 Frequency and cumulative frequency distributions of OBS hypocenters specified in Fig.1.1.6 with different magnitudes.
Fig. 1.1.8 Epicenter map and cross section of awhole OBS observation and bJMA catalogue for the same period.
︑︑− P嚢言
一見して，気象庁カタログには掲載されていない地震が，OBSを用いることによって数多く震源決定されていること がわかる。また，OBS震源の震央分布の特徴としては，銭州海嶺付近で活発で，トラフより陸側の海域では比較的地 震活動が低調なことが見てとれる。観測期間によって観測点配置が異なるので一概には言えないが，どの観測でも銭 州海嶺付近の地震は観測されているので，陸側海域より活発なのは間違いないであろう。この傾向はJMA震源にも見 られる。次に震源の深さ分布を見てみると，銭州海嶺付近の地震の深さは，JMA震源の50〜60kmに比較して，OBS 震源では20km前後でかなり浅い。Fig. 1.1.8aには，銭州海嶺に沿って観測点が配置されていた1999観測と2000観測 から決定されたOBS震源を灰色で示して区別している。これらの震源に比べて，それ以外のOBS震源はやや深く決ま っているものの大きな差は見られない。銭州海嶺南麓に設置したTK00D観測点におけるS-P時間は３秒前後であった ので，実際の震源の深さはJMA震源よりもかなり浅いことは確かで，OBS震源の方がより妥当であると考えられる
（青木・他，2003）。
Fig. 1.1.9は，同一イベントについて，OBS震源（灰色）とJMA震源（白）を比較したものである。銭州海嶺付近の 地震については，震央の系統的なずれはさほど見られないが，深さについてはOBS震源の方がかなり浅くなっている ことがわかる。トラフより陸側の地震については，OBS震源は全体的に沖合にずれている。これは，堆積層の補正に 伴ってOBS観測点の震源計算上のS-P時間が全体的に短くなったこと，震源計算に用いた速度構造がJMA2001構造よ りも浅部でかなり遅いことが，震源をOBS観測点に近づける効果をもたらしているものと考えられる。なお，沿岸の 地震については，OBS観測網の外側なので，OBS震源の信頼性については注意する必要がある。
Fig. 1.1.10は，同一イベントについて，JMA震源とOBS震源のマグニチュードを比較したものである。図中の破線
は最小二乗法により求めた回帰直線である。OBS震源のマグニチュードは渡辺の式（渡辺，1971）を用いて計算して いるが，多数の震源が求められたM1〜M2程度の地震について比較すると，JMA震源のマグニチュードよりも0.2〜
Fig. 1.1.9 Comparison between OBS (gray circle) and JMA (open circle) hypocenter.
0.3程度大きい傾向が見てとれる。これは，海底最上部の堆積層で地震波の振幅が増大していることを示している可 能性がある。
OBS観測期間中における東海沖のJMA震源は数が少なく，特にトラフのすぐ陸側の海域ではJMA震源はほとんどな いので，もっと長期間のJMA震源との比較を行った。Fig. 1.1.11は1995年４月から2003年12月までのJMA震源とOBS 震源を重ね合わせた図である。この図から，トラフ陸側海域についてもOBS震源はJMA震源より浅く，JMA震源で沖 合に向かって傾き下がるように見えていた震源分布は，実は逆に沖合に向かって浅くなっており，フィリピン海スラ ブの沈み込みに沿って発生していると推定されることが見てとれる。
3 沿岸観測点との併合処理
本節では，OBS観測点と同時に検測を行った沿岸観測点の検測値を併合処理した結果（以下，OBSマージ震源）に ついて述べる。沿岸観測点としては，Fig. 1.1.12に■で示した気象庁の御前崎，相良，浜松，渥美，伊勢の各観測点 を用いた。Fig. 1.1.12には，ケーブル式（▲）及び自己浮上式（●）のOBS観測点も合わせて示した。併合処理に際して，
気象庁業務で用いているJMA2001構造と本研究で震源計算に用いている一次元速度構造による走時の差を，深さ 10kmまでについて求め，沿岸観測点への補正値として一律に与えた。補正値は，Table 1.1.3の最下行に示す。
震源計算を行ったイベントは，OBS震源と同様に，P相が１ヶ所以上の観測点で検測でき，検測された最短のS-P時 間が７秒以内，３点以上の観測点でP相またはS相を合わせて５要素以上検測できたイベントである。沿岸の観測点 を含めたため，OBS震源より震源数は多く，この基準を満たしたイベントは345個であった。このうち，震源計算の 結果，深さ及び水平位置の誤差が５km以内，P相の走時残差が0.5秒以内，S相の走時残差が1.0秒以内と比較的よく決 まった震源は198個である。このOBSマージ震源の震央分布及び断面をFig. 1.1.13に示す。また，同一イベントについ てOBSマージ震源（灰色）とOBS震源（白）を比較した結果をFig. 1.1.14aに，OBSマージ震源（灰色）とJMA震源
（白）を比較した結果をFig1. 1.14bに示す。
Fig. 1.1.14を見ると，沖合の地震については，OBSマージ震源とOBS震源の差はほとんどないが，沿岸付近の地震
については，OBS震源より浅くなり，JMA震源に近い。これは，OBS震源がOBS観測網の外側で発生している地震に ついては深さの精度が悪いことを示しており，沿岸付近の地震については沿岸観測点との併合処理が有効であること を示している。
Fig.1.1.10 Relation between OBS and JMA magnitudes.
鍵
Fig.1.1.11 Epicenter map and cross section of OBS hypocenter and JMA catalogue for the last nine years (April 1995 − December 2003).
Fig. 1.1.12 Map of JMA coastal stations (squares) merged with OBS stations (circles and triangles) in this study.
■． ● ， 0 4
Fig .1.1.14 Comparison between OBS-merge hypocenter (gray circle) and a OBS hypocenter (open circle), and b JMA catalogue.
Fig. 1.1.13 Epicenter map and cross section of hypocenter determined by OBS stations and coastal stations.
淵 脚 り冊姫凹訓
1.1.6 速度構造補正を用いた気象庁（一元化）震源の再決定
前節では，OBSデータを用いた震源分布とJMA震源の分布を比較したが，両者の間には，データセットの違いと速 度構造・震源計算方法の違いがある。本節では，このうち速度構造・震源計算方法の違いによる影響を調べるため，
気象庁の定常業務のデータだけを用いて前節の方法で震源を再決定した。
再決定作業は，ケーブル式海底地震計の検測値が得られる1979年以降2003年12月までのJMA震源について行った。
対象としたJMA震源の範囲は，Fig. 1.1.15に破線枠で示す北緯33.0〜34.7度，東経136.5〜139度であり，範囲内のJMA 震源の個数は2507個であった。その中で，時刻精度の悪い検測値（EP及びES）を取り除いた上で，ケーブル式海底 地震計の検測値が入っている震源（Fig. 1.1.16a）を対象とし，さらに，P相の検測値が少なくとも１つ以上あり，4 点以上の観測点でP相またはS相の検測値が合わせて７要素以上ある1779個の震源について再決定作業を行った。
震源計算の手法としては，1.1.4節で述べた１次元速度構造を用い，ケーブル式海底地震計の各観測点にはTable 1.1.3の各補正値を，また，陸域の観測点にはTable 1.1.3最下行に示しているJMA2001構造の補正値を一律に与えた。
震源計算の結果，深さ及び水平位置の誤差が５km以内，かつ，P相の走時残差が0.5秒以内，S相の走時残差が1.0秒 以内となった501個の再決定震源の震央分布図及び断面図をFig.1.1.16bに示す。再決定震源では，JMA震源で見られ るような沖合に向けて震源が深くなるような分布は見られず，フィリピン海スラブの沈みこみに沿うような傾向とな っている。また，同一のイベントについて再決定震源（灰色）とJMA震源（白）とを比較した結果をFig.1.1.17aに，
再決定震源（灰色）とOBSマージ震源（白）を比較した結果をFig1.1.17bに示す。Fig.1.1.17aから，再決定震源は JMA震源に比べて全体的にケーブル式海底地震計観測点に近づく傾向がある。また，全体的に浅くなり，特に銭州海 嶺付近の震源の深さはかなり浅くなる。一方，沿岸付近の震源では深くなるものも見られる。Fig.1.1.17bを見ると，
数は少ないが，再決定震源はOBSマージ震源とほぼ一致していることが見てとれる。したがって，東海沖に適した速 度構造と観測点補正を用いれば，定常観測データだけでも，震源決定（特に沖合の震源の深さ）が相当改善されるこ とがわかる。
なお，再決定震源による銭州海嶺付近の震源の深さ分布は面状になっており，Aoki et al.(1982)などが指摘している 銭州海嶺南縁からの新たな沈み込みを示しているようにも見えるが，ケーブル式海底地震計よりも外側で震源精度の 問題があるため，さらに検討を要する。
気象研究所技術報告第46号 2005
Fig. 1.1.15 Epicenter map of JMA catalogue during 1979-2003
Fig. 1.1.17 Comparison between re-determined epicenter (gray circle) and a JMA epicenter (open circle) and b OBS-merge epicenter.
Fig. 1.1.16 aEpicenter map and its cross section of original JMA catalogue. bEpicenter map and its cross section of events determined by using the velocity structure illustrated in Fig. 1.1.4 i.
1.1.7 震源計算上の諸問題
前節までは，各観測点の検測値に各種補正を施しながら震源計算を行った結果を示した。補正値を求める際には 様々な仮定をおいているが，本節では，その仮定を変えた場合に補正値にどのような違いが生じ，震源計算にどのよ うな影響が出てくるかを検討する。また，震源計算に使用する速度構造に起因する影響も検討する。
1 補正値による違い
OBS震源を計算する際の観測点補正値は，1.1.4節で述べたように，深さ10kmまでの各観測点下の速度構造の違い を反映した補正値と，堆積層中のVp/Vs比を3.0と仮定した場合の堆積層補正値を足し合わせて求めた。本節では，こ れをCase 0と呼び，さらにその仮定を変えた「Case 1：観測点下の速度構造の違いを深さ30kmまで考慮した場合」，
「Case 2：堆積層中のVp/Vs比を4.0と仮定した場合」という２通りの補正値及び震源分布を検討する。
Table 1.1.4に，Case 0，Case 1，Case 2のそれぞれにおけるP相，S相に対する観測点補正値を示す。また，これら
Table 1.1.4 Station correction of P and S arrival time for each station.
の補正値を基に震源計算した結果をそれぞれFigs. 1.1.18a〜cに示した。なお，Fig. 1.1.18dに補正値なしの場合の 震源分布も示した。
Case 1では，銭州海嶺付近の震源分布が若干ばらついて見える。これは，深さ20km程度の震源に対して30kmまで
の補正値を用いているためと考えられる。また，沿岸付近の深さ40km前後の震源が少し浅くなり，Fig. 1.1.8bに見 られるJMA震源の深さに近くなっている。これは，深い部分まで補正した効果だと考えられるが，OBS観測網の外側 であるので信頼度については考慮が必要である。Case 2では，補正値が全体的にS-P時間を短くする方向なので震源 が全体的に浅くなる傾向が見られるのではないかと思われたが，震源分布の状況はCase 0とほとんど変わらなかった。
Figs. 1.1.18a〜cに見られるように，いずれの補正値の場合も，若干の違いはあるものの，全体的な震源分布の
傾向としては似ている。しかし，観測点補正をしないFig. 1.1.18 dの場合は明らかに異なり，震源がかなりばらつい てしまっている。これらのことから，OBSの検測値を用いて震源計算する場合は，観測点補正を行うことが重要であ ると考えられる。
Fig.1.1.18 Epicenter maps obtained by using different station corrections. acase 0 : OBS hypocenter. b Case 1 : correction depth of 30km. cCase 2 : Vp/Vs=4.0 in sedimentary layer. (d) No station correction.
2 速度構造による影響
本研究でOBS震源を計算する際には，1.1.4節で述べたように，東海沖用に作成した１次元速度構造を用いた。もし，
気象庁ルーチン業務で用いているJMA2001構造を基に震源計算するとどうなるであろうか。Fig. 1.1.19 bに，
JMA2001構造用にケーブル式海底地震計の各観測点の観測点補正値を求め，1.1.6節で求めた再決定震源と同様の手法 でJMA震源を再決定した結果を示す。ただし，陸域観測点の検測値は補正していない。Fig. 1.1.19aはFig. 1.1.16b と同じ図であるが，比較しやすいように再掲する。
Fig. 1.1.19から，ケーブル式海底地震計の検測値に観測点補正を施したとしても，JMA2001構造を用いた場合には，
銭州海嶺付近の震源は深くなってしまうことがわかる。しかし，元のJMA震源（Fig.1.1.16a）と比べると，沖合の 震源が少し浅くなっており，観測点補正の一定の効果も認められる。これらは，観測網の外側である影響もあるであ ろうが，陸域の構造を基にしたJMA2001構造を東海沖に適用するにはある程度の限界を考慮する必要があることを示 している。一方，沿岸付近の震源については，JMA2001構造を用いた方が深さの安定性がよいように見える。
なお，本節で用いたJMA2001構造は，気象庁ルーチン業務で用いているJMA2001走時表とはS波速度などで若干異 なる部分がある。また，観測点高度補正も行っているので厳密には異なっているのだが，本質的な差は生じていない と考えている。
1.1.8 まとめ
東海沖において，1999年以降の５年間に計７回のOBS観測を行った。その結果，気象庁カタログに掲載されていな い地震を多数震源決定することができた。また，銭州海嶺付近で比較的地震活動が活発である一方，トラフより陸側 海域では地震活動が低調であることが確かめられた。JMA震源とOBS震源を比較した結果，特に銭州海嶺付近のJMA 震源はかなり深く決められている。実際の東海沖の震源の全体的な深さ分布はフィリピン海スラブの沈み込みに沿っ ていると考えられる。また，トラフより陸側の地震については，実際はJMA震源より若干沖合にずれている可能性が
Fig. 1.1.19 Epicenter maps obtained by using different velocity structures. a Tokai-oki structure, bJMA2001 structure.
ある。
OBS震源と同様な速度構造及び観測点補正を用いて1979年以降のJMA震源を再決定した結果，再決定震源は全体的 に海底地震計観測点に近づく傾向が見られるとともに，全体的に震源の深さは浅くなり，フィリピン海スラブの沈み 込みに沿うような分布となった。
観測点補正値の有効性について検討した結果，OBS検測値を用いて震源計算する場合は観測点補正を行うことが重 要であることがわかった。また，速度構造については，陸域の構造を基にしたJMA2001構造では限界があり，東海沖 用に別の速度構造を用いることが有効であると考えられる。さらに，沿岸観測点との併合処理は，特に沿岸付近の震 源決定の安定性に有効であることが確かめられた。
本研究では，OBSで観測された地震の大多数が微小な地震だったため，その発震機構までは言及しなかった。しか し，初動方向が読める地震もいくつかあり，今後さらに精査することにより，スラブ内の応力状態などを推定できる 可能性がある。また，本研究では，陸域観測点の観測点補正値として一律の補正値を与えた。今後，観測点ごとに補 正値を変えるなど補正値の与え方を工夫し，また沿岸観測点との併合処理手法を検討するなど，さらに震源決定手法 を改良していくことにより，より確からしい震源分布が得られるものと期待される。それとともに，震源再決定手法 が高度化されれば，再決定震源の震源分布を基にフィリピン海スラブの沈み込み形状を推定できる可能性がある。ま た，リアルタイムに再決定することにより，東海地震監視・判定業務への活用も期待される。 （青木元）
謝 辞
OBS観測に際しては，気象庁観測船凌風丸及び神戸海洋気象台観測船啓風丸の乗組員・観測員の皆様，気象庁海洋 気象部，同地震火山部及び神戸海洋気象台の担当の方々，㈱東京測振及び洞海マリンシステムズ㈱に多大な御協力を いただきました。ここに記して感謝いたします。
定常観測点の波形データの取得に用いた衛星通信地震観測システムの使用については，東京大学地震研究所共同研 究プログラム(1999-S-01)の援助を受けました。検測にはwinシステム（卜部・束田，1992），震源決定にはHYPOMH
（Hirata and Matsu'ura，1987）を用いました。震央分布図及び断面図等の作成にはSEIS-PC（石川・中村，1997）を 用いました。また，本論で用いた気象庁の地震カタログとしては，1997年９月までは気象庁地震月報に掲載された震 源を，1997年10月以降については大学や独立行政法人防災科学技術研究所などの関係機関から観測データの提供を受 け、文部科学省と協力して処理し，気象庁地震・火山月報（カタログ編）に掲載した一元化震源を用いました。なお，
これらの震源は，2001年９月の走時表改訂（上野・他，2002）や2003年９月の気象庁マグニチュードの改訂（地震予 知情報課，2003）に伴って，順次再決定が行われている。本節で用いた震源は，2004年１月31日現在，気象庁で用い られているものである。
Appendix 1 3点測量について
各OBS観測点の位置は，OBS設置時または回収時に３点測量によって決定した。３点測量とは，OBS観測点の周辺 の３点からOBS観測点までの距離を音響測距で測定し，その測定値を基にOBS観測点の位置を決定するものである。
３点測量の具体的な手順は，以下のとおりである。
① OBSが海底に着底したことを確認後，周辺３点で各点数回ずつ距離測定。
② 船上では，水深を投入時の水深と仮定して算出した水平距離を半径とし，海図上にコンパスで円を記入。
③ 距離測定値が安定しない場合やコンパスによる円の交わり具合がよくないときは，再度距離測定。
④ 最終的には，測定された観測点までの直達距離を基に，深さも未知数として，観測点の緯度，経度，深さを最 小二乗法により決定。
なお，測量を行う３点の配置は，なるべく正三角形に近い形とした。三角形の大きさは，観測点を頂点とした場合 に正三角錐になるように，水深の約0.7倍を半径とした円弧上に配置されるように考えたが，これは目安であり，実 際にはあまりこだわる必要はない。
このように行った３点測量によって，どの程度の精度で観測点位置が決まっているかを検討する。音響測距の測定 値から最小二乗法によって求めた際の誤差は，観測点ごとに違うものの，おおよそ２〜５ｍ程度以下であった。しか し，測量点の位置を決めている船上のGPSアンテナの位置と音響測距の送受信機であるトランスデューサの位置は異 なっており，例えば啓風丸の場合は水平距離で約18ｍ離れていた。また，トランスデューサは海中に斜めに入射して いる場合があり，その場合はさらに数ｍ前後する。さらに，観測船の位置自体の測位誤差がある。観測点位置を正確 に決める際には，船首の方向も考慮してこれらの補正が必要であるが，本研究ではそこまではしていないので，観測 点位置にも最大20〜30m程度の誤差は含まれていると考えられるが，繰り返し測量していることによってもう少し小 さくなっていると考えられる。また，観測点の水深については，音響測距時にトランスデューサが海中にほぼ一定の 長さ（10m程度）没しているので，波浪によって若干上下するものの，その長さ分の補正を行えばよいのであるが，
本研究ではそこまでしていない。
最後に，３点測量の必要性・有効性について述べる。３点測量の目的は，言うまでもなく観測点の位置を正確に決 めることであるが，観測点の位置を，OBSを投入した地点で代用できないだろうか。本研究で実施した観測について，
OBSを船上から投入した地点と観測点位置として確定した点がどれくらい離れていたか，その水平距離を調査した。
Fig. 1.1.20及びFig. 1.1.21は，その水平距離と観測点水深及び表面流速との関連をそれぞれ示したものである。これら の図に見られるように，投入点と観測点位置では100〜400ｍほど離れている場合が多く，なかには500ｍ近く流され てしまった観測点もあった。Fig. 1.1.20からは，観測点水深が1000ｍ以浅の場合は，流される距離も比較的小さく，
100ｍ程度以内に収まることが多いことが見てとれる。1000m以深の場合は，流される距離は多くが100mを超え，ま た，水深にあまりよらないようである。また，表面潮流の影響を見るためにFig.1.1.21を作成したが，あまり有意な
Fig. 1.1.20 Relation between water depth and horizontal distance from OBS drop point to observation point
関係は見られない。これらのことから，OBSは1000ｍより深い部分の海水の流れによっても流されていることが考え られる。いずれにしても，投入点と観測点位置の違いがこの程度あることがわかったので，観測点の配置間隔にもよ るが，詳細な震源分布を求めようとする場合には３点測量は有効であるし，特に，密に観測点を配置する場合には必
須と思われる。 （青木元）
Appendix 2 OBS観測時のトラブルについて
観測には種々のトラブルが付き物である。Table 1.1.1には，解析に使用した観測点数と計画段階の観測点数（括弧 内）を記載してあるが，その差は何らかのトラブルで解析に使用できなかった観測点数を示している。トラブルの種 類は，大きく分けて次の３つである。
① 投入時のトラブルにより，設置を断念した。
② 収録装置の不具合により，データが収録されなかった。
③ 回収時に回収できなかった（亡失）。
①については，投入前のチェックの段階で機器に不具合が見つかったので投入を見合わせたケース，投入はしたも のの投入時の衝撃などにより錘が外れて浮上してしまったケースがあった。②については，途中までであってもデー タが収録された観測点については解析に使用した。
③については，次のようなケースがあった。
・設置作業時に，途中で応答がなくなった。
・回収作業時に応答がなかった，あるいは作業途中になくなった。
・回収作業時にも応答があったものの浮上しなかった。
前２者については，OBSの音波送受信装置に，例えば電池室に浸水してショートするなどの不具合が生じた可能性 が考えられる。最後者については，音波送受信装置は正常だったものの，切り離し装置に故障が発生したか，あるい は，ガラス球内部に浸水し浮力が得られなかったなどの原因が考えられる。回収不能原因としては，野・他(2001)の
Fig. 1.1.21 Relation between surface current velocity and horizontal distance from drop point to observation point.
潜水調査船を用いた調査報告によると，ガラス球内への浸水，切り離し装置の不良，トランスポンダ内への浸水が確 認されている。
いずれにしても，これらの回収不能時の処理としては，まず，応答確認や切り離し指令を繰り返す必要がある。最 後者のように応答があるものについては，それで上昇が確認されなかったら回収を断念せざるを得ないが，前２者に ついては，音波の送信部分の不具合だけで受信部・切り離し部が正常な場合も考えられるので，最後の切り離し指令 から浮上予想時刻を算出し，それを基に海上を捜索する必要がある。一定時間海上を捜索後，ラジオビーコン，フラ ッシュライトなどの手がかりが何も得られなければ，回収を断念することになる。なお，これら回収を断念した場合 は，後日何かの拍子に浮上して海上を浮遊する場合も考えられるので，海上保安庁が発行している水路通報へ漂流し ている可能性について掲載を依頼する（例えば，第三管区海上保安本部，2002）。
これら様々なトラブルが発生したが，その防止策として一番重要なことは，日頃からのメンテナンス及び設置前の 整備作業であることはいうまでもない。特に設置前の整備作業に関しては，船上での作業は必要最小限とし，他の作 業はなるべく乗船前に終わらせておいたほうがよい。また，海上での作業は天候・海況に左右されるので，特に冬季
は余裕を持った航海日程を考える必要がある。 （青木元）
Appendix 3 自己浮上式海底地震計により捉えられたエアガンの記録
2001年８月から９月にかけて中部日本海陸統合地震探査が行われた。この探査では伊豆島弧西縁から東海沖を経て 中部日本を横断する構造イメージを得るために，陸域では６発の発破（薬量100〜500kg）を行い，海域では100m間 隔で大容量エアガン（約200リットル）を用いた音波を海底に向けて発した（Kodaira et al., 2002）。また，同時期に 日仏共同構造探査によってエアガン探査が行われた。
Fig. 1.1.22にエアガンの測線と海底地震計の位置を示す。TokaiOki_1が中部日本海陸統合地震探査に対応する測線，
TokaiOki_21およびTokaiOki_22が日仏共同構造探査に対応する測線である。図からわかるように海底地震計の設置場 所はエアガンの測線の位置と一致していないため，後で示す観測波形を距離順に並べた図は距離がゼロ付近に波形が ない。また，測線からの距離が遠い観測点（Fig. 1.1.22で灰色の観測点）については波形を図示していない。同時に 仲西・他(1994)によって解析された際に投入された自己浮上式海底地震計の位置も示してある。今回は走時解析を行 わなかったが，仲西・他(1994)の結果と比較すれば波形記録で見える相がどの構造起源であるかが推測できる。
まず，日仏共同構造探査のTokaiOki_22測線の波形を並べたものをFigs. 1.1.23に示す。観測点は，自己浮上式海底 地震計がTK01E，TK01F，TK01Gの３点，ケーブル式海底地震計がTK3OBS，TK40BSの２点の合わせて５点である。
TK01FとTK01Gはほとんど測線上にある観測点である。TK01GはTK01Fに比べノイズレベルが高いために海中を伝わ る音波以外では距離20〜30km，−20〜−30kmあたりに屈折波が認められるのみである。TK01Eについても同様には っきりとした相はほとんど認められない。TK01EとTK01Gのノイズレベルが高い理由としてTK01Fに比べて設置深度 が浅いということが考えられる。TK01Fについては多数の相を認識することができる。観測点より北側と南側の波形 を比較すると，非対称であることがわかる。これは両側の構造が非対称になっていることの表れである。また，仲 西・他(1994)の測線３の記録（彼らの論文のFig. 4）と比較することにより，距離−10〜−15kmあたりに見えている 大きな振幅の初動は海洋性地殻第２層内の屈折波であると思われる。
日仏共同構造探査のTokaiOki_21測線で行われた２回目の探査（TokaiOki_21_2）の波形を並べたものをFigs. 1.1.24 に示す。観測点はTokaiOki_22測線の場合と同じである。各測線で観測点の南と北側で波形を比較すると，非対称に なっている。これはTokaiOki_22測線の時にも述べたが，構造が測線の延びる方向（北西・南東）に大きく変化して いるためと思われる。
最後に中部日本海陸統合地震探査のTokaiOki_1測線の２回目の探査（TokaiOki_1_2）の波形を並べたものをFigs.
1.1.25に示す。レコーダーの不調によりTK01Eの記録は収録されていなかった。ここではTK01DとTK01F観測点の記
録を示す。 （吉田康宏）
Fig. 1.1.22 Location of the air-gun array and OBS stations used in this report. Thick lines indicate profiles along which the air-gun-OBS survey was conducted in 2001.
Contours of bathymetry are drawn every 1000 m. Ocean depths exceeding 3000 m are lightly shaded and depths beyond 4000 m are heavily shaded to indicate troughs. Stars denote pop-up types, and squares denote cable type of OBS. Gray indicates stations not used in this report. Triangles indicate position of OBSs used in Nakanishi et al. (1994).
Fig. 1.1.23 Observed seismograms at TK01E, TK01F, TK01G, TK3OBS, and TK4OBS for profile TokaiOki̲22. The vertical axis designates the distance between shot point and station. The upward direction of the figure corresponds to the northern direction. Observed seismograms of vertical component are band-pass filtered (3-10Hz). The reduction velocity is 6.0km/s. Trace amplitudes are scaled by a factor of distance.
Fig. 1.1.23 (continued)
Fig. 1.1.24 Observed seismograms at TK01E, TK01F, TK01G, TK3OBS and TK4OBS for profile TokaiOki̲21̲2.
Fig. 1.1.24 (continued)
参考文献
青木 元・吉田康宏・原田智史・山崎 明・石川有三・中村雅基・田中昌之・松田慎一郎・中村浩二・緒方 誠・白 坂光行，2003：自己浮上式海底地震計観測による駿河・南海トラフ沿いの地震活動 −気象庁一元化震源との比 較−，地震2，55，429-434．
Aoki, Y.，T. Tamano and S. Kato，1982：Detailed structure of the Nankai Trough from migrated seismic sections，in
"Studies in Continental Margin Geology"，ed. By J. S. Watkins and C. L. Drake，Am. Assoc. Pet. Geol.，Mem.，34，
309-322．
中央防災会議，2001：中央防災会議東海地震に関する専門調査会報告，18p．
第三管区海上保安本部，2002：三管区水路通報，51，10p．
原田智史・吉田明夫・明田川 保，1998：東海地域に沈み込んだフィリピン海スラブの形状と地震活動，地震研究所 彙報，73，291-304．
Hirata, N. and M. Matsu'ura，1987：Maximum-likelihood estimation of hypocenter with origin time eliminated using nonlinear inversion technique，Phys. Earth Planet. Inter.，47，20-61．
Iidaka, T., T. Iwasaki, T. Takeda, T. Moriya, I. Kumakawa, E. Kurashimo, T. Kawamura, F. Yamazaki, K. Koike, and G.
Aoki, 2003: Configuration of subducting Philippine Sea plate and crustal structure in the central Japan region, Geophys. Res. Lett., 30, No.5, 1219, doi:10.1029/2002GL016517.
Fig.1.1.25 Observed seismograms at TK01D and TK01F for profile TokaiOki̲1̲2.
石川有三・中村浩二，1997：SEIS-PC for Windows95，地球惑星科学関連学会1999年合同大会予稿集，B22-P11，78．
地震予知情報課，2003：気象庁マグニチュードの改訂について，日本地震学会ニュースレター，15，3，5-9．
気象庁地震火山部，1999：地震機動観測実施報告，11，77p．
気象庁地震火山部，2000：地震機動観測実施報告，12，103p．
気象庁地震火山部，2001：地震機動観測実施報告，13，92p．
気象庁地震火山部，2003：地震機動観測実施報告，14，65p．
気象庁地震火山部，2004：地震機動観測実施報告，15，136p．
気象研究所地震火山研究部，2000：南関東地域における応力場と地震活動予測に関する研究，気象研究所技術報告，
40，169p．
小平秀一，仲西理子，伊藤亜妃，金田義行，飯高 隆，蔵下英司，佐藤比呂志，岩崎貴哉，2002：中部日本海陸統合 地震探査−陸域，海域観測結果と統合データ解析−，日本地震学会講演予稿集，C20．
Kodaira, S., J. Park, A. Nakanishi, T. Tsuru, K. Uhira, A. Ito and Y. Kaneda, 2002, A possibility of cyclic ridge subduction off the Tokai district inferred from integrated active seismic studies (abstract), Japan Earth and Planetary Science Joint Meeting, S052-014.
仲西理子・塩原 肇・日野亮太・小平秀一・金澤敏彦・島村英紀，1994：東海沖でのフィリピン海プレートの詳細な 沈み込み形態の解明−エアガン-海底地震計探査による銭州海嶺，南海トラフ東部の地殻構造−，地震2，47，
311-331．
野 徹雄・田中仁氏・伊藤 誠・馬場和美・小平秀一・門馬大和，2001：音響指令によって回収できなかった自己浮 上型海底地震計に関する問題，JAMSTEC深海研究，19，27-36．
野口伸一，1996：東海地域のフィリピン海スラブ形状と収束テクトニクス，地震2，49，295-325．
上野 寛・畠山信一・明田川 保・舟崎 淳・浜田信生，2002：気象庁の震源決定方法の改善−浅部速度構造と重み 関数の改良−，験震時報，65，123-134．
卜部 卓・束田進也，1992：win−微小地震観測網波形験測支援のためのワークステーション・プログラム（強化版）， 日本地震学会講演予稿集，No.2，331．
卜部 卓・平田 直・金沢敏彦，1999：衛星データ受信局を借りて地震波形を利用する方法−だれでも，どこでもで きるリアルタイム地震学−，日本地震学会秋季大会講演予稿集，P183．
山崎文人・大井田 徹，1985：中部地方におけるフィリピン海プレート沈み込み形状，地震2，38，193-201．
渡辺 晃，1971：近地地震のマグニチュード，地震2，24，189-200．
1.２ ３次元速度構造
地震活動を評価するにあたって，その地域における地震波３次元速度構造を把握することは極めて重要である。本 節では，中村・他（2002）で得られた中部日本の３次元速度構造のうち，東海地域に関する事項について述べる。解析 に用いたデータや手法等，詳細については中村・他（2002）を参照していただきたい。
Fig. 1.2.1に，得られたP波およびS波の３次元速度構造とこれらから算出されたVp/Vs比の，深さ25kmおよび35
kmにおける水平断面図を示す。P波およびS波の速度構造については，各深さにおける平均速度からのずれ（％）で示
す。図中で色が示されていない領域は，そこを通る波線が10本未満だったために解析を行うことができなかった領域 である。また，Fig. 1.2.2に，得られたP波およびS波の３次元速度構造の137.5°E，138.0°Eにおける南北方向の垂直断 面図を示す。
Fig. 1.2.1 The horizontal cross sections of determined 3-D P (upper figures) and S (middle figures) wave velocities and Vp/Vs ratios (lower figures) at 25 km (left figures) and 35 km (right figures) depths. Velocities are designated by their perturbations (%) from the average velocity at each depth. In each figure, active volcanoes, selected by Japan Meteorological Agency, are plotted simultaneously (solid triangles). Also, the locked boundary zone of the Philippine Sea Plate, where the Tokai earthquake is expected, is designated by the thick enclosed area ‘A’.
沈み込むフィリピン海プレートと思われる高速度域が，Fig. 1.2.2の，例えば34°N〜35°Nの深さ20〜50kmに見られ る。これまで，フィリピン海プレートの深さ分布について，様々なモデルが提案されている（例えば，山崎・大井 田, 1985；Ishida, 1992；野口, 1996；原田・他, 1998）。これらのモデルでは，フィリピン海プレートはほぼ一定の角 度で沈み込んでいる。しかし，これらと比較して，Fig. 1.2.2から判断すると，34°N〜34.5°N付近でのフィリピン海 プレートの沈み込み始めの角度は高角で，途中から低角に変わっているように見える。この海域については，自己浮 上式海底地震計を用いた臨時観測によって得られたデータを解析に用いたこともあり，充分な解像度が得られている
（中村・他，2002）。しかし，解析には，陸域の定常観測点だけで得られた震源も併用していることから，さらに検討 が必要である。
Matsumura（1997）は，震源分布や発震機構解の分布などから，将来発生が懸念されている東海地震の破壊域を固着
域（Fig.1.2.1の領域A）という概念で提案した。一方，Kamiya and Kobayashi（2000）は，関東地方の深さ20〜45kmに おいて，Ｐ波速度およびＳ波速度が遅くポアソン比が0.3よりも大きい領域が地震活動の低い領域に対応しており，
この領域においてはプレート境界の物質が蛇紋岩化していて，プレート間のカップリングが弱いと考えた。ポアソン 比が0.3よりも大きい領域は，Vp/Vsが1.87よりも大きい領域に相当する。Fig. 1.2.1から，Matsumura（1997）によって 提案された固着域の北西隣には，高Vp/Vs領域が広がっていることがわかる。また，この領域においては，Ｐ波速度 Fig. 1.2.2 The north-south cross sections of determined 3-D P and S wave velocities at 137.5°E and 138.0°E, designated by velocity perturbations (%) from the average velocity at each depth. In each figure, the solid triangles at the top represent active volcanoes. Also, seismic events used in the analysis near the sections are plotted simultaneously.
